3.5. Каркасные алюмосиликаты в основе структуры каркасных алюмосиликатов лежит непрерывный каркас из связанных между собой кремнекислородных тетраэдров.

         .¤ Являются одной из важнейших групп минералов. Это главные породообразующие минералы большинства магматических, иногда метаморфических пород. Название связано с присутствием минерала на пашнях, расположенных на гранитных массивах. На долю полевых шпатов приходится около 50% всей массы земной коры. Это наиболее распространенные породообразующие минералы. Особенностью полевых шпатов является их способность образовывать широкие изоморфные ряды. По составу полевые шпаты разделяются на:

• натрий-кальциевые (плагиоклазы)

• калиевые (ортоклаз, микроклин)

Свойства всех полевых шпатов очень близки. Твердость колеблется в пределах 5-6. Окраска минералов почти всегда светлая.

         Плагиоклазы угол спайности отличается от прямого и составляет около 85⁰     АЛЬБИТ - Na[AlSi₃O₈], ОЛИГОКЛАЗ - (Nа,Сa)[(Al,Si)₄O₈], ЛАБРАДОР - (Сa,Na)[(Al,Si)₄O₈]

          Калиевые полевые шпаты     ОРТОКЛАЗ - К[AlSi₃O₈], МИКРОКЛИН - K[AlSi₃O₈]

          Фельдшпатиды Это каркасные алюмосиликаты Na+ и K+, которые по составу близки к полевым шпатам, но отличаются от последних низким содержанием кремнезема и высоким содержанием щелочей.     НЕФЕЛИН - KNA₃[AlSiO₄]₄

           Цеолиты Цеолиты - каркасные алюмосиликаты, обладающие объемными и сообщающимися между собой полостями, занятыми крупными ионами Ca²⁺, Na⁺, К⁺, Sr²⁺, Ba²⁺ и молекулами воды, имеющими значительную свободу перемещения и способность к дегидратации и регидратации без разрушения структуры Обычно цеолиты бесцветные или белого цвета. Блеск стеклянный, иногда перламутровый. Твердость колеблется в интервале 3,5-5,5. Многие цеолиты известны в виде превосходных кристаллов, форма которых определяется особенностями структуры. Известны также сплошные агрегаты разной степени зернистости вплоть до микрокристаллических     НАТРОЛИТ - Na₂[Al₂Si₃O₁₀]*2H₂O

 Островной - атомы собраны в отдельные конечные группировки, внутри которых связи более сильные (расстояния между атомами мало), а между этими группами связи слабые (расстояние между ними увеличивается). Это структуры гетеродесмические. Островные структурные группировки могут быть валентно-насыщенными (сера), катионными и анионными (карбонаты). В последнем случае связь внутри группировки - ковалентная, а связь между катионом и анионной группировкой - ионная.

 Цепочечный - ковалентно-связанные группировки атомов, соединяясь между собой (полимеризуясь), могут образовывать бесконечные вытянутые в одном направлении нейтральные или валентно-ненасыщенные анионные цепи, связь между которыми может быть остаточной (ван-дер-ваальсовой), водородной или через катионы. Такой структурный мотив наблюдается во многих силикатах.

 Слоистый - бесконечные ориентированные в одной плоскости валентно-нейтральные пакеты из прочно связанных атомов одного (графит) или разного сорта (гидроксиды) разделены на слои, связь между которыми - остаточная (ван-дер-ваальсовая) или водородная.

 Каркасный - трехмерная вязь из атомных группировок, соединенных вершинами, внутри которой имеются большие пустоты. В отличие от координационных структур атомы распределены в пространстве неравномерно, даже если каркас нейтрален (кварц) и между атомами преобладает один тип связи.

Островные силикаты с изолированными одиночными тетраэдрами без добавочных анионов:

оливин (Mg,Fe)₂[SiO₄] ромб .

Гр. гранатов R²⁺3R³⁺2[SiO₄]₃ куб.

• пироп Mg₃Al₂[SiO₄]₃

• альмандин Fe₃Al₂[SiO₄]₃ 

• спессартин Mn₃Al₂[SiO₄]₃

• андрадит Ca₃Fe₂[SiO₄]₃

• гроссуляр Са₃Al₂[SiO₄]₃ с изолированными одиночными тетраэдрами и добавочными анионами: титанит (сфен) CaTi[SiO₄]O мон.

кианит (дистен) Al₂[SiO₄]O трикл. с изолированными сдвоенными тетраэдрами и добавочными анионами:

эпидот Са₂(Al,Fe)Al₂[SiO₄][Si₂O₇]O(OH) мон.

К ортосиликатам относятся группы оливина (MgFe)₂[SiO₄], циркона Zr [SiO₄], гранатов, фенакита Be₂[SiO₄] и др. (без воды и добавочных анионов), топаза Al₂[SiO₄] F₂, андалузита Al₂[SiO₄] O, титанита

Кольцевые С. характеризуются кольцевой структурой, в которой группы [SiO₄]^4- не изолированы, а соединяются общими ионами кислорода в кольца При этом различают кольца двух типов - простые и двойные ("двухэтажные"). К первым относятся кольца типа [Si₃O₉]^6- - группа волластонита Ca₃[Si₃O₉], типа [Si₄O₁₂]^8- - группа тарамеллита Ba₂Fe₂[Si₄O₁₂](OH)₂, типа [Si₆O₁₈]^12- - группы берилла Be₃Al₂[Si₆O₁₈], кордиерита Mg₂Al₃[AISi₅O₁₈] и др.; типа [Si₈O₂₄]^12- - группа мьюкрита Ba₁₀CaMnTi₂[Si₈O₂₄]×(Cl, OH, O)¹²×4H₂O. Ко вторым относятся кольца типа [Si₈O₂₀]^12- - группа эканита Ca₂Th [Si₈O₂₀], и типа [Si₁₂O₃₀]^12- - группа миларита KCa₂Be₂AI [Si₁₂O₃₀].

кольцевые: берилл Be₃Al₂[Si₆O₁₈] гекс.

турмалин Na(Mg,Fe)₃(Al,Fe)₆[Si₆O₁₈][BO₃]₃(OH,F)₄ триг.

Цепочечные С. Простейшие и наиболее распространённые из них представлены непрерывными цепочками кремнекислородных тетраэдров, соединённых вершинами, типа [SiO₃]^2- или сдвоенными цепочками-лентами типа [Si₄O₁₁]^6- (рис., 4 и 5). К ним принадлежат группы пироксенов, амфиболов, рамзаита Na₂[Ti₂Si₂O₆] O₃ и др.

Обычно это столбчатые, сильно вытянутые до игольчатых кристаллы. Характерны шестоватые и спутанно-волокнистые агрегаты. Так как связь внутри Si₂O₆ - цепочек сильнее, чем между ними, пироксены обладают призматической спайностью, причем угол между двумя направлениями спайности почти прямой. Этим пироксены отличаются от амфиболов, обладающих призматической спайностью с углом, близким к 60^о или 120^о. В полном соответствии со структурой находится и характерный для пироксенов псевдотетрагональный облик кристаллов, отличающийся от псевдогексагонального или ромбического сечения амфиболов (рис. 18). Обычно это высокотемпературные минералы магматических ассоциаций ультраосновного и основного состава, а также пород глубокой степени метаморфизма (железистые кварциты); некоторые из них встречаются в значительных количествах в пегматитах (сподумен). Для щелочных пород характерен эгирин. Моноклинные пироксены (диопсид, геденбергит) и пироксеноиды (волластонит) - типичные минералы скарнов

Название от греческого "амфиболос" - двусмысленный, неясный - из-за сложного переменного состава. По сравнению с цепочечными силикатами увеличивается роль кальция, а также натрия, более обычной становится примесь алюминия в координации IV. Все амфиболы содержат анионы (OH)^-. Для многих характерен изоморфизм типа (OH)^- = F^-; (OH)^- = Cl^-. Общая формула амфиболов может быть записана как R²⁺₇[Si₄O₁₁]₂(OH)₂, где R²⁺ = Ca, Mg, Fe. В катионной части широко проявляются изоморфные замещения: Сa²⁺ = 2Na⁺; Ca²⁺Mg²⁺ = Na⁺Al³⁺ IV; Na⁺Mg²⁺ = Al³⁺VI; Na⁺Si⁴⁺ = Ca²⁺Al³⁺IV; Mg²⁺Si⁴⁺ = Al³⁺VIAl³⁺IV; Na⁺Al³⁺VI = Si⁴⁺; Na⁺Fe³⁺ = 2Mg²⁺. В полном соответствии со своими структурными особенностями амфиболы имеют вытянутый, вплоть до игольчатого, реже короткостолбчатый облик кристаллов, совершенную призматическую спайность под углом 120⁰ (рис. 18), псевдогексагональную форму поперечного сечения кристаллов. Для многих амфиболов характерны асбестовидные агрегаты. Могут образовывать также плотные массы (нефрит). Происхождение. Являются более поздними, чем пироксены, продуктами магматической кристаллизации и более ранними минералами метаморфизма. Роговая обманка, тремолит, актинолит - типичные минералы скарнов. Поздними гидротермальными процессами амфиболы изменяются в биотит, хлорит и серпентин. В поверхностных условиях переходят в монтмориллонит, нонтронит, галлуазит, карбонаты, лимонит, опал (SiO₂*nH₂O). Значение. Используются амфибол-асбесты в химической, бумажной и пищевой промышленности в качестве жаростойких кислото- и щелочеупорных материалов. Нефрит - издавна применяется в ювелирном деле. В настоящем курсе мы рассмотрим минералы, представленные в таблице 6.

Таблица 6 Ленточные силикаты и алюмосиликаты (амфиболы)

Тремолит Ca₂Mg₅[Si₄O₁₁]₂(OH)₂ мон. Актинолит Ca₂Fe₅[Si₄O₁₁]₂(OH)₂ мон. Роговая обманка (Ca,Na)₂(Mg,Fe)₄(Al,Fe)[(Si,Al)₄O₁₁]₂(OH,F,Cl)₂ мон.

Слоистые С. характеризуются непрерывными в двух направлениях слоями кремнекислородных тетраэдров, образующими бесконечные двухмерные радикалы, которые в зависимости от пространственного положения кремнекислородных тетраэдров в слое имеют различную формулу; для слоя, состоящего из шестерных колец, характерен радикал типа [Si₄O₁₀]^4- (рис., 6); при этом в шестерном кольце тетраэдров слоя каждый из шести атомов кремния принадлежит трём таким кольцам, т. е. по два кремния на каждое кольцо. К этому подклассу относятся слюды группы мусковита и биотита K (Mg, Fe_{2- 3})[AlSi₃O₁₀]×(OH, F)₂, группы пирофиллита Al₂[Si₄O₁₀](OH)₂ и талька Mg₃[Si₄O₁₀]×(OH)₂, каолинита Al₄[Si₄O₁₀](OH)₈ и серпентина Mg₆[Si₄O₁₀](OH)₈, галлуазита Al₄(H₂O)₄[Si₄O₁₀](OH)₈, хлоритов; к слоистым относится гадолинит FeY₂×[Be₂Si₂O₁₀]; к титаносиликатам - астрофиллит (К, Na)₃(Mn, Fe)₇[Ti₂(Si₄O₁₂)₂×O₂(OH)₅; к ураносиликатам - склодовскит (H₃O)₂Mg [UO₂(SiO₄)]₂×3H₂O и др.

В структуре слоистых силикатов тетраэдрические слои кремнекислородных тетраэдров образуют совместно с октаэдрическими бруситовыми или гиббситовыми слоями двухслойные (каолинит, серпентин), трехслойные (тальк) или четырехслойные (хлориты) нейтральные пакеты. Пакеты в двухслойных силикатах сложены одним тетраэдрическим и одним октаэдрическим слоями (рис. 19); причем в двухслойных пакетах Si⁴⁺ никогда не замещается на Al³⁺. В трехслойных пакетах - два тетраэдрических и один октаэдрический слой, расположенный между ними

Основная масса слоистых силикатов является продуктами гидролиза островных, цепочечных, ленточных, а также каркасных силикатов. Это минералы гидротермально-измененных пород и поверхностных процессов. Они возникают также в контактово-метасоматических (скарны) и метаморфических процессах. В результате гидролиза возникает множество смешанно-слоистых минералов типа тальк-хлоритов, пирофиллит-хлоритов и других. Наиболее типичными продуктами гидролиза являются хлориты и слюды. Затем гидролиз ведет к образованию гидрослюд, монтмориллонита, и, наконец, каолинита, гидроксидов алюминия и кремнезема.

Каркасные С. характеризуются трёхмерным бесконечным каркасом кремнекислородных тетраэдров типа [SiO₄]^4-, соединённых всеми четырьмя вершинами друг с другом так, что каждый атом кислорода одновременно принадлежит только двум таким тетраэдрам; общая формула [Al_mSi_n-mO_2n] ^m-. К ним относятся минералы группы полевых шпатов Na [AISi₃O₈] - K [AISi₃O₈] - Ca [Al₂Si₂O₈], нефелина KNa₃[AISiO₄], петалита Li [AISi₄O₁₀], данбурита Ca [B₂Si₂O₈l, цеолитов, содалита Na₄[AISiO₄]₃Cl, гельвина Mn₄[BeSiO₄]₃S (см. Содалита группа) и др.

В основе структуры каркасных алюмосиликатов лежит непрерывный каркас из связанных между собой кремнекислородных тетраэдров. Общую формулу алюмокремнекислородного каркаса можно представить формулой [Al_mSi_n-mO_2n]_m^-. Отношение (Al + Si):O в радикале во всех каркасных алюмосиликатах равно 1:2. Каркасные алюмосиликаты отличаются от слоистых силикатов ведущей ролью крупных катионов Ca, К, Na, а также отсутствием алюминия в координации 6. Кристаллизационная вода в минералах этой группы играет подчиненную роль. Распределение алюминия и кремния может быть беспорядочным и упорядоченным. Благодаря тому, что каркас имеет крупные пустоты, плотность каркасных алюмосиликатов является низкой. Из-за наличия таких пустот в структуре во многих минералах этого подкласса широко проявляются вариации состава, не затрагивающие каркаса. Здесь наблюдаются замещения типа Са²⁺ = 2Na⁺ и даже Ca²⁺ = 2Cs⁺, невозможные в минералах, в которых катионы фиксированы в структуре жестко. Большинство каркасных алюмосиликатов являются породообразующими минералами магматических и метаморфических пород, пегматитов. Иногда характерны они для гидротермальных жил. В поверхностных условиях каркасные алюмосиликаты легко гидратируются с образованием слюд, а затем различных глинистых минералов, в конечном счете, монтмориллонита и каолинита. Все каркасные алюмосиликаты по составу можно разделить на три группы:

• полевые шпаты,

• фельдшпатиды

• цеолиты

Таблица 8  Каркасные алюмосиликаты

Полевые шпаты	а) натрий-кальциевые (плагиоклазы): трикл. альбит Na[AlSi3O8], олигоклаз (Na,Ca)[(Al,Si)4O8], андезин (Na,Ca)[(Al,Si)4O8], лабрадор (Ca,Na)[(Al,Si)4O8], битовнит (Ca,Na)[(Al,Si)4O8], анортит Ca[Al2Si2O8] б) калиевые (щелочные)
Фельдшпатиды	нефелин KNa3[AlSiO4] гекс.
Цеолиты	натролит Na2[Al2Si3O10]*2H2O ромб.

КВАРЦ - SiO₂

Происхождение названия неизвестно. Один из наиболее чистых минералов Переход - кварц (тригональная синг.) => -кварц (гексагональная синг.) осуществляется энантиотропно при температуре 573^оС. Сплошные массы различной плотности и зернистости от грубошестоватых до скрытокристаллических, роговиково-подобных (яшмы, кремни), натечных (халцедон), землистых. Часто кристаллы призматического или дипирамидально - трапецоэдрического габитуса. Цвет белый, серый, розовый и других оттенков. Бесцветные прозрачные кристаллы - горный хрусталь; сиреневый кварц - аметист. Скрытокристаллический кварц - халцедон. Блеск от стеклянного до тусклого, жирного, иногда шелковистого. Спайности нет. Твердость 7. Излом раковистый. Диагностика. Высокая твердость, отсутствие спайности, стеклянный блеск, раковистый излом. Происхождение. Магматический в кислых горных породах, в гранитных пегматитах в ассоциации с полевым шпатом, слюдой, топазом, бериллом. Гидротермальный с сульфидами. Типичный минерал метаморфических пород: сланцев, гнейсов, железистых кварцитов. Гипергенный (кремень, халцедон). Накапливается в россыпях, часто в ассоциации с золотом. Значение. Используется в стекольной, керамической промышленности, металлургии. В радиотехнике и оптических приборах. Широко иcпользуется в ювелирных поделках. Кварциты - строительный материал.

ОПАЛ - SiO_2*nH₂O Аморфный

Происхождение названия неясно. Н₂О от 4 до 20%. Основная масса примесей находится в адсорбированном состоянии и в виде механических примесей других минералов. Натечные агрегаты различной формы - почковидные, оолиты, корки; иногда цемент глинистых и других пород. Имеет глобулярное внутреннее строение. Бесцветный, стеклоподобный, редко прозрачен. Обычно молочно-белый, зеленый, красно-коричневый до черного. Блеск тусклый, восковой, перламутровый. Спайности нет. Твердость 5,5-6. Излом раковистый. Диагностика. От халцедона отличается меньшей твердостью. При нагревании теряет воду. Происхождение. Гипергенный в корах выветривания, зонах окисления, осадках, в том числе биогенных. В поверхностных условиях легко растворяется и переходит в раствор. Является основным поставщиком кремнезема, содержащегося в поверхностных водах. Значение. Благородный опал - полупрозрачный до прозрачного - используется в качестве полудрагоценного камня в ювелирном деле. Диатомит, опока, трепел используются в производстве огнеупорных кирпичей. Огромные массы опалового вещества возникают биогенным путем в раэультате жизнедеятельности организмов, имеющих кремниевый скелет (диатомит, трепел).

Окислы

, оксиды, соединения химических элементов с кислород. В строении кристаллических структур оксидов из анионов принимает участие O²ом. Химические элементы, входящие в состав оксидов, это литофильные элементы

Li, Be, B, C, O, F, Na, Mg, Al, Si, Cl, K,Ca, Sс, Ti, , Cr, Mn, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Cs, Ba, TR, Hf, Ta, W, Ra, Th, U

Для большинства рассматриваемых минералов характерна ионная связь между катионами и анионами. Оксидов с ковалентной связью гораздо меньше, хотя к ним относятся весьма широко распространенные минералы семейства кремнезема. В минералах сложного состава, содержащих Fe, Ti, Nb, Ta и др., существуют также компоненты ковалентной и металлической связей. в структурном отношении для оксидов наиболее характерны координационные структуры.

гидроксиды содержат группу (ОН). В оксидах и особенно гидроксидах установлена также вода - адсорбированная и кристаллизационная. Химические элементы, входящие в состав оксидов, это литофильные элементы,  ("литос" греч. - камень). Большое число редких гидроксидов являются минералами урана. Для большинства рассматриваемых минералов характерна ионная связь между катионами и анионами. Оксидов с ковалентной связью гораздо меньше, хотя к ним относятся весьма широко распространенные минералы семейства кремнезема. В минералах сложного состава, содержащих Fe, Ti, Nb, Ta и др., существуют также компоненты ковалентной и металлической связей. В гидроксидах существенно, кроме того, влияние водородных связей.

Этот класс объединяет минералы, представляющие соединения металлов с S. В простейшем случае анионы этого класса соединений - одиночные анионы S^2-, As^3- , образующие моносульфиды. В более сложных - комплексные анионные группировки типа [S₂]^2- - "гантель"; [AsS]^3-, образующие дисульфиды, а также анионные радикалы типа [AsS₃]^3-, образующие сульфосоли. В качестве катионов в сульфидах наиболее обычны элементы Fе, Со, Ni, Cu, Zn, Pb, Ag, Hg, Mo, As, Sb, причем главенствующее значение имеет железо. Сульфиды и их аналоги характеризуются ярко выраженным ковалентным типом химической связи с донорно-акцепторным характером ее проявления и существенным вкладом металлической и вандерваальсовой связей. Кристаллохимические особенности сульфидов, типы химической связи, состав определяют характерные для сульфидов физические свойства.

Для большинства сульфидов с ковалентно-металлическими связями характерны металлический блеск, высокая электропроводность, полупроводниковые свойства. Цвет их серый, желтоватый или бронзово-желтый. Слоистые и цепочечные сульфиды имеют низкую твердость от 1 до 2,5. Координационные моносульфиды имеют умеренную твердость от 2 до 4, а у дисульфидов и их аналогов с возрастанием доли ковалентности твердость достигает 6-6,5 единиц. Существенно ковалентные моносульфиды с координационной (сфалерит), цепочечной (киноварь), молекулярно-слоистой (аурипигмент), молекулярно-островной (реальгар) структурами отличаются алмазным блеском, полупрозрачностью, яркими окрасками, низкой и умеренной твердостью.

Сульфиды обычно образуют сплошные кристаллически-зернистые массы, вкрапленники или встречаются в виде кристаллов. Сульфиды с цепочечной структурой часто представлены агрегатами удлиненно-призматических кристаллов до тонкоигольчатых с совершенной спайностью по удлинению (антимонит). Для слоистых сульфидов характерна уплощенно-таблитчатая форма кристаллов и весьма совершенная спайность в одном направлении (молибденит, аурипигмент).

Сульфиды имеют в основном гидротермальное происхождение. Они образуются также в магматическом процессе, характерны в скарнах. В гипергенных условиях образуются в зоне вторичного сульфидного обогащения и в осадочных породах. Для метаморфических процессов и ассоциаций сульфиды не характерны. Сульфиды обнаружены в метеоритах и образцах лунного грунта.

Координационные	Цепочечные	Островные
галенит   РbS куб. сфалерит   ZnS куб. халькопирит   СuFеS2 тетр.	киноварь HgS триг.	пирит FeS куб. марказит FeS2 ромб. арсенопирит FeAsS ромб.

Всего к классу сульфидов относят, сегодня болев 250 минеральных видов, но общее содержание их в земной коре невелико и не превышает 0.15%. Широко распространены и встречаются в больших количествах около 20 из них. Наибольшее распространение имеют пирит и пирротин, на долю которых приходится около 4/5 всех известных нам сульфидов. Подавляющее же число минералов (около 200) являются редкими и наблюдаются в незначительных количествах. Роль сульфидов чрезвычайно велика как сырья для получения цветных, благородных и многих редких металлов. Особый интерес проявляется к электрофизическим и оптическим свойствам сульфидов. Их специально выращивают в виде монокристаллов, находящих применение в качестве полупроводников.

К классу сульфатов относят встречающиеся в природе соли серной кислоты. Они насчитывают около 200 минералов. По особенностям состава сульфаты можно разделить на безводные и водные. Ведущими катионами сульфатов являются Са²⁺, Ba²⁺, Sr²⁺, Na⁺. Типичные халькофильные элементы Cu, Zn, а также переходные элементы Mn, Fe встречаются в единичных редких минералах. У большинства сульфатов изоморфные замещения ограничены. Совершенный изоморфизм отмечен только между баритом Ba[SO₄] и целестином Sr[SO₄]. Структура сульфатов характеризуется присутствием тетраэдрических [SO₄]^2- групп. Тетраэдры [SO₄]^2- не способны к конденсации поэтому все сульфаты являются минералами с островной структурой. Для сульфатов характерен существенно ионный тип связи между катионами и радикалом.

Для многих сульфатов известны хорошо ограненные кристаллы и их друзы, плотные массы разной зернистости, землистые агрегаты, корки, выцветы на почве.

Большинство сульфатов бесцветны, прозрачны, белого цвета. Многие (барит, целестин, ангидрит) имеют голубую окраску, связанную с радиационными дефектами структуры, возникающими после ионизирующего облучения. Некоторые сульфаты окрашены механическими примесями, в том числе битумами. Это мягкие минералы, их твердость, как правило, не выше 3,5 ,причем для водных сульфатов она ниже - около 2. Многие сульфаты легко растворяются в воде.

Основная масса сульфатов имеет осадочное происхождение - это химические морские и озерные осадки, многие являются минералами зоны окисления, известны сульфаты, образовавшиеся в результате вулканической деятельности. Сульфаты образуются также в гидротермальном процессе минералообразования, являясь часто главными жильными минералами (барит, реже целестин, ангидрит). С дегидратацией гипсовых пластов связано образование ангидрита в метаморфических породах.

Целый ряд сульфатов образуют крупные скопления и имеют большое значение, в основном, для строительной и химической промышленности.

В настоящем курсе будут рассмотрены следующие минералы:

островные безводные сульфаты	островные водные сульфаты
ангидрит    Са[SO4]               ромб. тенардит    Na2[SO4]              ромб.	гипс Са[SO4]*2H2O       мон. (селенит, алебастр) мирабилит Na2[SO4]*10H2O       мон.

КАРБОНАТЫ

Карбонаты относятся к широко распространенным минералам земной коры, хотя известно немногим более 80 минералов этого класса. Карбонаты - это соли угольной кислоты, главным образом Сa²⁺, Mg²⁺, Ba²⁺, Mn²⁺, Fe²⁺, Zn²⁺, Na⁺, Cu ²⁺ и редких земель. В состав карбонатов часто входят добавочные анионы ОН^-, F^-, реже Сl^-. Изоморфизм в карбонатах ограничивается преимущественно изовалентными замещениями типа Fе²⁺ = Mg²⁺; Mn²⁺ = Fe²⁺; Ca²⁺ = Sr²⁺. В основе структуры карбонатов лежит анионный радикал [CO₃]^2-, форма которого равносторонний треугольник  (рис. 1). Анионный радикал [СО₃]^2- не способен к поликонденсации, и все карбонаты по анионному мотиву являются островными минералами. Для карбонатов характерны смешанные связи: ковалентная связь в анионном радикале [CO₃]^2- и ионная связь между катионом и анионом. В карбонатах с добавочным анионом OH^- развиты также водородные связи.

Рис. 1. Структура кальцита

Большинство карбонатов имеет совершенную спайность. На гранях кристаллов и плоскостях спайности характерный стеклянный блеск. Средняя твердость составляет около 3, колеблясь от 1-1,5 (сода) до 3,5-4 (доломит). Основная масса карбонатов бесцветные или белого цвета минералы. Окраска определяется вхождением в состав минералов того или иного иона - хромофора, (Cu-содержащие карбонаты зеленого или синего цвета, Fе - содержащие - светло-желтые до бурого цвета). Наибольшее разнообразие окрасок связано с механическими включениями в карбонаты других веществ и минералов: черный кальцит - включения битума; зеленый - включения хлорита; красный - включения гематита и т.д.

Карбонаты отличаются высокой растворимостью в соляной кислоте с выделением СО₂. Обычно легко при нормальных условиях растворяются кальцит, арагонит, малахит, азурит. Большинство же реагируют с HCl только при нагревании или в порошке.

Карбонаты являются составной частью как магматических (кальцит), так и флюидо-гидротермально-метасоматических карбонатитов (доломит, сидерит). Это обычные жильные минералы гидротермальных жил средних и низких температур (в ассоциации с сульфидами). Часто встречаются в скарновых месторождениях. Образуются в осадочных процессах, как органогенных, так и хемогенных (кальцит).

Карбонаты - это обычные минералы кор выветривания силикатных пород в условиях сухого и жаркого климата (магнезит). Карбонаты Zn, Pb, Сu,- характерны для зон окисления рудных сульфидных месторождений (малахит, азурит). Метаморфические процессы ведут к образованию кальцитовых и доломитовых мраморов. Карбонаты легко выщелачиваются, в результате чего появляются различные формы растворения вплоть до громадных карстовых пещер. Карбонаты Fе²⁺ и Мn²⁺ легко окисляются с образованием оксидов и гидроксидов.

островные безводные карбонаты:

без добавочных анионов	с добавочными анионами
кальцит  Ca[CO3]  триг. исландский шпат магнезит Mg[CO3] триг. (фарфоровидный) сидерит   Fe[CO3] доломит  CaMg[CO3]2 триг. арагонит  Ca[CO3]   ромб.	малахит  Cu2[CO3](OH)2 мон. азурит    Cu3[CO3]2(OH)2   мон. сода      Na2[CO3]*10H2O   мон.

ФОСФАТЫ

Этот класс минералов объединяет соли фосфорной, мышьяковой и, в меньшей степени, ванадиевой кислот и насчитывает свыше 300 минералов. Наиболее многочисленны среди них фосфаты. Однако, большинство минералов этого класса мало распространены и редко образуют крупные скопления.

Ведущую роль играют здесь катионы Са²⁺, Fe²⁺, UO₂²⁺, Cu²⁺, Al³⁺, Fe³⁺; в качестве дополнительных анионов большую роль играют также ОH^- ионы, F^-, менее СL^- -ион. Значительную роль в составе минералов описываемого класса играет Н₂О. Она входит в состав более 50% собственно фосфатов, а также почти во все минералы, содержащие UO₂.

Таким образом, по особенностям состава описываемые минералы можно разделить на три подкласса: безводные без добавочных анионов, безводные с добавочными анионами, водные фосфаты и их аналоги. Р и Аs образуют преимущественно характерные тетраэдрические кислородные группы [РО₄]^3- и [AsO₄]³-, в то же время координация ванадия в ванадатах переходная между 4 и 6, для них обычна пятерная и даже шестерная координация. Это одна из причин отсутствия широкого изоморфизма между V с одной стороны, и Р и As - с другой. Для всех рассматриваемых минералов этого класса характерна ковалентная связь в пределах анионного комплекса и ионная - между анионами и катионами.

В водных фосфатах и их аналогах значительна роль водородной связи. Все они относятся к одному - островному - типу структуры. Характерны изоморфные замещения в катионной части типа Сa²⁺ = Sr²⁺; Fe²⁺ = Mn²⁺; Co²⁺ = Ni²⁺. Изоморфизм анионов [РО₄]^3- н [AsO₄]^3- ограничен, но нередко радикал [РО₄]^3- замещается анионами [SiO₄]^4-, [SO₄]^2- и даже [CO₃]^2-, например в апатите.

Большинство фосфатов кристаллизуется в виде удлиненных до игольчатых кристаллов, иногда кристаллы таблитчатые, уплощенные. Почти для всех минералов этого класса характерны землистые, колломорфные агрегаты, налеты, корки, плотные скрытокристаллические скопления. Многие минералы отличаются яркой окраской, связанной с содержанием ионов-хромофоров. Это относится к большому числу минералов, содержащих уран и имеющих канареечно-желтый или изумрудно-зеленый цвет. Минералы, содержащие Cu - зеленые разных оттенков до зеленовато-голубого; Со - розовые до малиново-красного; Fе - бурые, желтые, синие; Mn - розовые. Большинство фосфатов и их аналогов имеют низкую и среднюю твердость. Редко она доходит до 5.

Подавляющая часть минералов этого класса, включая все арсенаты и ванадаты, а также все водные соединения, являются минералами поверхностных процессов. Наиболее часто это зона окисления сульфидных месторождений, находящихся в странах с жарким, тропическим климатом. Значительные количества они образуют также в процессах осадконакопления (фосфориты, апатит, вивианит). Меньшее число минералов возникает в результате магматического или пегматитового процессов (апатит, монацит). Апатит является минералом, возникающим практически во всех процессах минералообразования.

Из-за ярких окрасок служат хорошими поисковыми признаками на первичное оруденение Co, Ni, V, U и Pb. При значительных концентрациях используются как руды редких земель, урана и других элементов, а также для получения фосфорных удобрений.

безводные с добавочными анионами	водные без добавочных анионов	водные с добавочными анионами
апатит Са5[РО4]3(F,Cl,ОH)гекс.	вивианит Fе3[РO4]2*8H2O мон.	бирюза Сu(Аl,Fе)6[РО4]4(OH)8*8Н2О трикл.

Вольфраматы природные,

группа минералов, являющихся солями вольфрамовой кислоты. В природных условиях встречаются только соли Fe, Mn, Zn, Ca, Pb, Al моновольфрамовой кислоты H₂WO₄; из них широко распространены вольфрамит (Fe, Mn) WO₄ и шеелит CaWO₄, остальные соединения - штольцит PbWO₄, санмартинит (Zn, Fe) WO₄ встречаются редко. В. п. образуются в эндогенных гидротермальных условиях. В зоне окисления вольфрамовых месторождений образуются водные основные соли вольфрамовой кислоты - минералы ферритунгстит Ca₂Fe₂²⁺Fe₂³⁺[WO₄]₇Ї9H₂O и антуанит (антоинит) Al (WO₄)(OH)ЇH₂O. В. п. кристаллизуются в моноклинной и квадратной системах. Основу структур моноклинных В. п. составляют зигзагообразные чередующиеся цепочки из октаэдров (WO₆) и (Mn, Fe) O₆; W⁺⁶ находится в шестерной координации (структура вольфрамита, санмартинита). В основе структур В. п. квадратной системы- изолированные тетраэдры (WO₄)^2-, соединённые ионами Ca²⁺ или Pb²⁺; W⁶⁺ имеет четверную координацию (структура шеелита, штольцита). Эта структура допускает замещение W⁶⁺ некоторым количеством Mo⁶⁺, в связи с чем известны шеелиты, обогащённые молибденом (зейригит), в редких случаях появляется минерал чиллагит Pb (Mo, W) O₄. Вольфрамит и шеелит являются основными промышленными минералами, из которых извлекается вольфрам.

ВОЛЬФРАМАТЫ

Вольфраматы, характерные для зоны гипергенеза шеелитовых и вольфрамитовых месторождений, показаны в табл. 24. Больших скоплений эти минералы, как правило, не образуют. Для них типичны кристаллические корочки, налеты, присыпки, охристые агрегаты и отдельные кристаллики, образовавшиеся близ первичных минералов или путем их непосредственного замещения (псевдоморфозы). Чаще обнаруживается ферритунгстит, состав которого отвечает водному вольфрамату трехвалентного железа. Сингония минерала кубическая. Порошок ферритунгстита канареечно-желтой окраски имеет большое сходство с ферримолибдитом и молибдитом. Ферритунгстит обычно развивается по вольфрамиту и ассоциируется с ярозитом, гипергенным шеелитом и ферримолибдитом. Гидроксиды Fe и Мn в этой ассоциации обычно отсутствуют.

ГАЛОГЕНИДЫ

К галогенидам относятся соединения Cl, F, Br и I главным образом со щелочными и щелочноземельными элементами. Всего известно около 100 минералов этого типа соединений. Ведущими катионами хлоридов являются литофильные элементы - Nа, К, Мg. Для фторидов это также литофильные элементы, но на первое место среди них выходит Са, затем Na, Al, Mg. Подавлявляюще большинство фторидов являются безводными минералами. Наибольшее распространение имеют соединения Cl и F. Соединения Br и I напротив, самостоятельных минералов практически не образуют и встречаются чрезвычайно редко.

Рис. 6. Структура галита.

В галагенидах простого состава преобладают связи ионного типа и координационные изодесмические структуры (рис. 6, 7).  Изоморфные замещения в большинстве галогенидов ограничены и только в высокотемпературных фторидах они проявляются иногда широко (флюорит).

Иногда галогениды известны в виде изометричных кристаллов, щеток, а также сплошных плотных масс разной степени зернистости до гигантозернистых. Для многих из них характерны также налеты, выцветы, возгоны. Основная масса галогенидов бесцветна или имеет белый цвет с сероватым или желтоватым оттенком. Окраска галогенидов возникает либо за счет дефектов их кристаллической решетки, либо за счет механических примесей. Хлориды литофильных элементов хорошо растворимы в воде, тогда как фториды - не растворимы. Большая часть галогенидов имеет стеклянный блеск и низкую до средней твердость. Они часто прозрачны, для них обычна совершенная спайность.

Рис. 7. Структура флюорита.

Хлориды литофильных элементов, будучи хорошо растворимы, практически не встречаются в гипогенных ассоциациях. Они накапливаются в морской воде и при ее упаривании могут образовывать крупные хемогенные месторождения. Выделение их в этом случае происходит сразу же вслед за выделением карбонатов и гипса в следующей последовательности: карбонаты - гипс (ангидрит) - галит + гипс - галит + ангидрит - галит + полигалит (K₂Ca₂Mg[SO₄]₄*2H₂O ) - Мg и К - хлориды (рис. 8), причем характер ассоциаций определяется в первую очередь температурой кристаллизации. Кристаллизация хлоридов может происходить и из замкнутых водоемов. В этом случае в ассоциации с ними обычны мирабилит (или тенардит), бораты, содовые минералы, иногда нитраты.

Рис.8. Схема последовательности осажде- ния солей при выпаривании морской воды.

Подавляющая масса фторидов - гипогенные минералы. Они известны в магматических породах, где встречаются в качестве акцессорных минералов, пегматитах, грейзенах и гидротермальных жилах. Во всех этих процессах образуется флюорит. В процессе выветривания фтор редко достигает морских бассейнов и обычно связывается во флюорит (ратовкит).

В процессе метаморфизма основная масса галогенидов неустойчива, исключение составляет флюорит. Галогены рассеиваются в галогенсодержащих силикатах (амфиболы, слюды и многие другие).

Некоторые галогениды, накапливаясь в больших количествах, представляют промышленный интерес. Это прежде всего галит, сильвин, флюорит. Галит и сильвин являются сырьем для химической промышленности. Основная масса галита используатся в пищевой промышленности. Сильвин служит в качестве агрохимического сырья. Флюорит используется в технологическом процессе выплавки алюминия из глинозема, а также является источником редких земель. Прозрачные кристаллы флюорита находят применение в оптике.

В настоящем курсе мы рассмотрим:

простые галогениды координационной структуры	сложные водные галоидные соединения
флюорит                  СaF2     куб. галит                       NaCl      куб. сильвин                  КCl        куб.	карналлит     KMgCl3*6H2O    ромб.

Сидерофильные элементы часто встречаются в природе в самородном состоянии. Известно около 80 представителей самородных элементов. главным образом металлов, большинство из которых встречается очень редко. Это число значительно больше, чем число химических элементов, входящих в состав этих минералов (около 30). Самородные элементы составляют немногим более 0,1% общей массы земной коры. Наиболее распространены в самородном виде благородные металлы Рt, Аu и примыкающее к ним серебро.

Некоторые химические элементы, инертные в природных условиях, встречаются исключительно или почти исключительно в самородном состоянии и носят название благородных элементов. Это прежде всего благородные газы и благородные металлы (Pt, Au, Os-осмий, Ir- иридий и др.). Самородное состояние обычно для Ag и Си. В виде крупных самородков (в основном метеоритов) известно самородное железо и его сплавы с никелем, реже кобальтом. Самородные металлы редко встречаются в чистом виде, чаще это сплавы с ограниченной или даже полной изоморфной смесимостью. Способность металлов выделяться в виде простых веществ определяется величиной нормального электродного потенциала, в зависимости от которого их располагают в ряд напряжений: К, Са, Nа, Аl, Mn, Zn, Cr, Fe, Ni, Sn, Pb, H, Cu, Hg, Ag, Pt, Au.

Наиболее обычны в самородном состоянии металлы, стоящие в этом ряду за водородом - Сu, Hg, Ag, Pt (и платиноиды), Au. Самородное железо и никель встречаются редко и чаще имеют космическое происхождение. Самородные Рb, Sn, Zn чрезвычайно редки и возникают в каких-то особых условиях. Металлы, стоящие в этом ряду левее цинка, за исключением Al, в самородном состоянии неизвестны. Находки самородных Zn и Аl объясняются образованием на поверхности их зерен плотной защитной оксидной пленки.

Из неметаллических элементов наиболее обычны в самородном состоянии сера и углерод. Реже встречаются в самородном состоянии так называемые полуметаллы - мышьяк (As), сурьма (Sb), висмут (Bi).

По типу кристаллохимических связей среди самородных элементов можно выделить три группы соединений:    1. С металлической связью - металлическая связь обусловливает такие свойства минералов как непрозрачность, сильный металлический блеск, хорошие тепло- и электропроводность. Большинство самородных металлов обладают высокой ковкостью и умеренной твердостью 2.5-4.0). Здесь характерны координационные структуры с плотнейшей кубической или гексагональной упаковкой атомов;    2. С ковалентной и частично металлической или ван-дер-ваальсовой связями. У самородных неметаллов степень ковалентности увеличивается от Те к S, достигая максимума у алмаза; с ван-дер-ваальсовой связью - гелий, аргон и др. инертные газы.

По происхождению самородные элементы главным образом связаны с эндогенными процессами минералообразования. Минералы группы платины и железа почти всегда связаны с ультраосновными и основными магматическими породами. Золото является типичным гидротермальным минералом. Отдельные минералы возникают при метаморфических (графит) и биохимических (сера) процессах. Самородные Аg и Сu иногда в больших количествах обраэуются в зонах окисления рудных сульфидных месторождений при восстановлении их из растворов электрохимическим путем: MeS + 2e^- = Ме⁰ + S^2-. В гипергенных условиях и при метаморфизме благородные металлы сохраняются и образуют местами крупные скопления. Промышленные месторождения многих самородных металлов (золото, платина) возникают при образовании россыпей.

Самородное железо - типичный минерал метеоритов. Необычные в земных условиях минералы: когенит Fe₃С - карбид железа; муассанит SiC - карбид кремния; шрейберзит (Fe,Ni,Co)₃P - фосфид железа, никеля, кобальта и другие карбиды, фосфиды, силициды, нитриды обнаружены в метеоритах и горных породах Луны.

Классификация самородных элементов может быть представлена следующим образом:

Металлы координационной структуры	Неметаллы координационной структуры	Неметаллы слоистой структуры	Неметаллы островной (кольцевой) структуры
Золото         Au     куб.	Алмаз          С    куб.	Графит       С   гекс.	Сера       S    ромб.
Серебро      Ag     куб.
Медь           Cu     куб.
Платина      Pt     куб.

Залегание горных пород(геологические), формы и пространственное положение горных пород в земной коре

Магматические горные породы имеют разнообразные формы залегания. Излившиеся на поверхность земли лавы застывают в виде потоков и покровов (эффузивные горные породы); при застывании магмы на небольшой глубине от поверхности земли образуются штоки, жилы, дайки, плитообразные пологие тела (силлы), лакколиты (экструзивные и гипабисальные горные породы). При остывании магмы на значительных глубинах (более 1,5-2 км) образуются штоки и батолиты (интрузивные горные породы). Положение в пространстве отдельных слоев и комплексов определяется измерением т. н. элементов залегания горных пород: направления простирания, направления падения

применяется система пересчёта химических анализов магматических горных пород (и нанесение полученных данных на диаграмму векторов), предложенная А. Н. Заварицким, который выделяет три химических класса (ряда) указанных горных пород: I - нормальный (содержание Al₂O₃ больше суммы окислов Na и К, но меньше суммы окислов Ca, Na и К); II - плюмазитовый (пересыщенный глинозёмом, т. е. глинозём преобладает над суммой окислов Ca, Na и К); III - агнаитовый (пересыщенный щелочами, т. е. содержание окислов Na и К преобладает над глинозёмом)

По генезису магматические горные породы подразделяются на эффузивные и интрузивные.

По степени вторичных изменений эффузивные породы делятся на кайнотипные, «молодые», неизменённые, и палеотипные, «древние», в той или иной степени изменённые и перекристаллизованные главным образом под влиянием времени. К эффузивным породам относятся также вулканогенно-обломочные породы, образующиеся при извержениях вулканов и состоящие из различных обломков (пирокластитов). Такие породы называются пирокластическими.

. ГЕОЛОГО-ГЕНЕТИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ

В основе геолого-генетической классификации магматических пород лежит понятие о фациях, сформулированное М. А. Усовым. Согласно представлениям этого ученого, фация отражает основные геологические особенности среды, в которой происходит формирование магматических пород.

Главными факторами, определяющими фацию, являются прежде всего глубина образования породы и затем величина и форма остывающих магматических масс, что контролируется тектоническими структурами.

В зависимости от условий образования выделяют две основные группы магматических пород — интрузивные и эффузивные. В составе интрузивных пород в зависимости от глубины образования различают глубинные (абиссальные) и полуглубинные (гипабиссальные) породы. Каждая из выделенных групп отличается признаками, отражающими условия их формирования. К таким признакам относятся форма магматических тел и их взаимоотношения с вмещающими породами, а также структурно-текстурные особенности пород. Однако, учитывая структурный признак, следует иметь в виду, что иногда породы, имеющие однотипную структуру, Могут кристаллизоваться в геологически различных условиях. Например, эффузивные породы в центральных частях мощного покрова

или потока остывают медленно и поэтому будут иметь полнокристаллические структуры, существенно не отличающиеся от структура гипабиссальных пород. Или другой пример: на глубине, но в зоне контакта с холодными вмещающими породами магма кристаллизуется достаточно быстро и структура образовавшейся породу может оказаться мелкозернистой, тоже существенно не отличающейся от структуры гипабиссальной или даже эффузивной пород и т. д.Сказанное, конечно, не умаляет значения структурного признака в качестве классификационного, но несколько ограничивает степень его надежности.

СТРУКТУРЫ

Особенности строения горных пород, зависящие от условии образования, выражаются в структурных и текстурных признаках

Структура определяется степенью кристалличности и размера! ми зерен, а также формой и взаимными отношениями составных частей породы (минералов или минералов и вулканического стекла). Первая группа признаков часто достаточно отчетливо может быть установлена макроскопически и уже в поле позволяет судить о принадлежности породы к глубинному, гипабиссальному или эффузивному генетическому типу. Вторая группа структурны признаков относится к микроструктурам и требует изучения порс ды под микроскопом.

Текстура — совокупность признаков, определяемых расположением и распределением составных частей породы относительны друг друга в занимаемом ими пространстве. Текстуры, как правило, изучаются макроскопически, причем часто наиболее важны наблюдения получают именно в поле при изучении обнажений. Тип текстуры зависит и от условий кристаллизации и от влияние внешних факторов, особенно давления, на формирующуюся породу Структурные и текстурные признаки не всегда могут быть четко разграничены, иногда они сливаются. Особенно это касается пород, сложенных призматическими, отчетливо удлиненными кристаллами, субпараллельно (суб — почти) ориентированными в пространстве. Примером является пилотакситовая структура, характеризующаяся наличием мельчайших призматических кристаллов образующих потоки.

СТРУКТУРЫ

Степень кристалличности — признак, на основании которого выделяют три типа структур:

1) полнокристаллические структуры, возникающие в глубинных условиях, обычно при медленном остывании магмы и часто при наличии летучих компонентов

2) неполнокристаллические структуры, свойственные породам,: кристаллизующимся в гипабиссальных, иногда поверхностных условиях;

3) стекловатые структуры, возникающие при быстром охлаждении магмы, что типично для лавовых образований.

В зависимости от размера зерен различают структуры явно- кристаллические (фанеритовые), зерна которых различимы не-1 вооруженным глазом, и скрытокристаллические (афанитовые),\ зерна которых не различимы без микроскопа.

По абсолютным размерам зерен среди явно кристаллических пород выделяют: крупнозернистые (средний размер зерен более! 5 мм), среднезернистые (1—5 мм) и мелкозернистые (0,5—1 мм)

По относительным размерам зерен различают равномернозернистые и неравномернозернистые структуры. Равномернозернистые структуры характеризуются более или менее одинаковым размером зерен основных породообразующих минералов Среди неравномернозернистых структур выделяют порфировидные и порфировые структуры.

Порфировидные структуры обусловлены наличием относительно крупных кристаллов на фоне полнокристаллической основной массы породы

Порфировые структуры характеризуются наличием хорошо образованных кристаллов — порфировых вкрапленников (фено-кристаллов), погруженных в плотную афанитовую основную массу породы . Указанный тип структур образуется в две стадии: в начальную стадию на глубине выделяются наиболее тугоплавкие минералы, свободно растущие в магматическом расплаве; во вторую стадию в результате подъема магмы в верхние холодные слои земной коры или излияния лавы на поверхность и быстрого ее остывания образуется плотная, плохо раскристаллизованная основная масса породы.

Структура — существенный признак, определяющий физико-механические свойства породы. Наиболее прочными являются равномерно-мелкозернистые и равномерно-среднезернистые породы, тогда как породы такого же минерального состава, но крупнозернистой порфировидной структуры более податливы к разрушению, как при механическом воздействии, так и при резких колебаниях температур.

Форма минеральных, зерен и их взаимные отношения зависят от кристаллографического габитуса и степени идиоморфизма минералов.

Габитус минералов может быть призматический, таблитчатый, игольчатый, чешуйчатый, зернистый и именно он создает общий структурный облик породы.

Идиоморфизмом называется степень совершенства кристаллографических форм минералов, зависящая от порядка их выделения и их кристаллизационной силы. По степени идиоморфизма выделяют минералы идиоморфные (идиос — собственный), имеющие хорошо развитые грани; гипидиоморфные (гипо — под, не вполне), имеющие частично собственные грани, а частично контуры, подчиненные граням других минералов; ксеноморфные, или аллотриоморфные (ксено, аллётриос — чуждый), не имеющие собственных граней, их контуры полностью подчинены формам других минералов

Степень идиоморфизма во многих случаях позволяет судить о последовательности выделения минералов, так как большей частью идиоморфнее тот минерал, который выделяется раньше. Примером служат порфировые вкрапленники эффузивных или гипабиссальных пород, свободно растущие в магматическом расплаве и поэтому имеющие правильные кристаллографические формы.

Породообразующие минералы - минералы, входящие в качестве постоянных существенных компонентов в состав горных пород; наиболее распространенные минералы земной коры. Каждой генетической группе пород свойственны свои породообразующие минералы: - для магматических пород характерны кварц, полевые шпаты, слюды и др.;

Акцессорные минералы

(от позднелат. accessorius - добавочный), минералы, входящие в состав горных пород в очень малых количествах и не учитывающиеся в их номенклатуре. Первоначально считались случайными добавочными минералами (отсюда название). Позднее было выяснено, что А. м. являются строго закономерной частью пород и по их характеру может быть установлено родство и происхождение горных пород.

ЭПИМАГМАТИЧЕСКИЕ МИНЕРАЛЫ — минералы кристаллически-зернистых пород: хлорит, эпидот, цоизит, серпентин, муско- вит и др., образовавшиеся в породе после затвердевания магмы, в отличие от магма- тических минералов, возникших непосред-. ствеино из магмы при ее остывании.

Вроде как по породообразующим минералам но надо уточнить

КЛАССИФИКАЦИЯ ПО МИНЕРАЛЬНОМУ СОСТАВУ

Классификация по минеральному составу проста и удобна, так как минеральный состав всех хорошо раскристаллизованных пород легко и надежно может быть определен под микроскопом. Затруднение вызывают, как было сказано, плохо раскристаллизованные породы, минеральный состав которых трудно определим, а количественная оценка минералов, слагающих породу, может быть произведена только очень приблизительно.

В данной книге принята классификация А. Н. Заварицкого, основанная на количественном соотношении главных породообразующих минералов с учетом химического состава, структур и геологических условий образования породы.

Важнейшими классификационными минералами являются поле-вые шпаты не только потому, что это наиболее распространенные минералы, присутствующие в огромном большинстве магматических пород, но также по той причине, что породы различного химического типа характеризуются наличием плагиоклазов более или менее определенного состава. Очень важны для классификации также количественные соотношения плагиоклазов и натриево-калиевых полевых шпатов (ортоклаза, микроклина, санидина). Вторым по распространенности и классификационному значению является кварц. Далее следуют железо-магнезиальные силикаты (оливин, пироксены, роговая обманка, биотит), имеющие важное значение, особенно при определении единого названия породы и, наконец, фельдшпатиды (нефелин, лейцит), типичные для немногочисленной, но весьма специфической группы щелочных пород.

По содержанию перечисленных минералов А. Н. Заварицкий разделил все магматические породы на семь групп, в каждую из которых входят близкие по химическому и минеральному составу породы интрузивной, эффузивной и жильной фаций. Название каждой группы составлено из названия наиболее распространенной интрузивной породы и ее эффузивного аналога. Эти группы

следующие:

1) группа перидотитов, по содержанию кремнезема соответствующая ультраосновным породам (гипербазитам);

2) группа габбро — базальтов, соответствующая основным породам (базитам);

3) группа диоритов — андезитов, соответствующая средним

породам;

4) группа гранитов — риолитов и гранодиоритов — дацитов,

соответствующая кислым породам;

5) группа сиенитов — трахитов, соответствующая средним породам;

6) группа нефелиновых сиенитов —фонолитоа, соответствующая щелочным породам;

7) группа щелочных габброидов — базальтоидов, соответствующая щелочным породам.

В основе химической классификации лежит процентное содержание кремнезёма (SiO₂) в породе. По этому показателю выделяют ультракислые, кислые, средние, основные и ультраосновные породы, о чём подробно рассказывается при описании химического состава магматических горных пород.

Таблица 2 :Схема классификации магматических горных пород

Тип пород	Содержание кремнезема(SiO2),%	Вулканические породы	Интрузивные породы	Главные минералы интрузивных пород
Кислые	Более 65	Риолит	Гранит	Кварц, полевой шпат (K,Na), слюда
Средние	65-55	Андезит	Диорит	Полевой шпат (Na,Ca), роговая обманка, слюда
Основные	54-45	Базальт	Габбро	Полевой шпат (Ca), пироксен, роговая обманка
Ультраосновные	Менее 45	Пикрит	Перидотит	Пироксен, оливин

КЛАССИФИКАЦИЯ ПО ХИМИЧЕСКОМУ СОСТАВУ

Химический состав магматических горных пород является основой ряда классификаций, подробному рассмотрению которых посвящен специальный раздел петрографии — петрохимия.

Соотношения молекулярных количеств А1₂О₃, СаО, Ма₂О, К₂О позволяют дополнить характеристику породы и отнести ее к одному из следующих рядов

1) известково-щелочному, или нормальному, где СаО + Ыа₂О-+К₂О> А1₂О₃> Ма₂О + К₂О;

2) пересыщенному щелочами N

3) пересыщенному глиноземом

Особенности химического состава пород отражаются на их минеральном составе. Породы, пересыщенные кремнеземом, содержат, в своем составе свободный кварц; в породах, пересыщенных щелочами, наблюдается повышенное содержание щелочных полевых шпатов (ортоклаза, микроклина, альбита), обычны щелочные] цветные минералы (эгирин, арфведсонит) и возможно появление фельдшпатидов (нефелина, лейцита). Как увидим из дальнейшего»' группировка пород по содержанию кремнезема полностью соответствует выделению основных групп по минеральному составу.

При всей важности химических классификаций для региональных сопоставлений, а также для определения химического типа плохо раскристаллизованных пород самостоятельное значение ограниченно. По одному химическому составу без знания минерального состава и структуры назвать породу невозможно. Известно, много примеров, когда породы близкого или даже аналогичного химического состава относились к совершенно различным генетическим группам пород — магматическим, осадочным или метаморфическим.

Изучением химического и минерального состава магматических горных пород занимается раздел петрологии, называемый петрохимией

Определение вещественного состава магматических горных пород произво­дится путем установления в них процентного содержания химиче­ских элементов (их окислов) и породообразующих минералов. Химический¹[1] и минеральный²[2] составы пород взаимо­связаны, но связь эта сложная, поэтому невозможно путем пере­счета химического состава горной породы получить ее минераль­ный состав, и наоборот. Это объясняется тем, что магматические горные породы близкого химического состава мо­гут иметь различный минеральный состав, так как последний зави­сит не только от химического состава магмы. Помимо этого, породообразующие минералы имеют довольно сложный состав, и содержат различные рассеянные элементы, установление которых оптическими мето­дами невозможно. Что касается стеклосодержащих вулканиче­ских пород, то их вещественный состав можно определить только химическим путем.

Список элементов, которые можно встре­тить в том или ином количестве в магматических породах, до­вольно обширен, в них содержатся практически все химические элементы. Главными являются: кислород, кремний, алюминий, железо, каль­ций, магний, натрий, калий, титан и водород, но самый распро­страненный из них — кислород — составляет в среднем поло­вину веса магматических пород. Химический состав горных пород выражают окислами соответствующих химических элементов: SiO₂, Al₂O₃, Fe₂O₃, FeO, MgO, CaO, Na₂O и K₂O.

Химический состав пород не соответствует химическому составу магмы, из которой они образовались, т. к. многие составные части магмы (вода, углекислота, соединения Cl, F и другие летучие соединения) при застывании выделяются из нее.

Разнообразие горных пород объясняется процессами дифференциации магмы. Дифференциация (разделение) магмы - это совокупность различных физико-химических процессов, которые происходят на значительных глубинах и ведут к тому, что разные части единого магматического резервуара обогащаются различными компонентами

РАСПРОСТРАНЕННОСТЬ МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД

Заканчивая рассмотрение класификации магматических горных пород, следует сказать о распространенности различных их

типов в составе земной коры.

Вся земная кора может быть разделена на два типа областей —

глубокие океанические впадины и континенты. Строение этих областей различно: дно океанов сложено однотипными по составу оливиновыми базальтами (океанитами), тог-

да как в строении континентов участвуют все известные магматические горные породы.

Представление об относительной распространенности в пределах континентов главнейших типов магматических горных пород дают подсчеты, произведенные С. П. Соловьевым (1952 г.) для территории Советского Союза и Р. Дэли (1933 г.) для территории США

(табл. 9). Результаты под счетов по двум крупнейшим территориям земного шара вполне сопоставимы. С. П. Соловьевым установлено, что самыми распространенными среди интрузивных пород в пределах Советского Союза являются граниты и гранодиориты, занимающие более 84% площади, занятой интрузивными породами. Среди основных пород наибольшее развитие получили породы, близкие по составу к габбро (габброиды). Несколько уступают им по площади перидотиты, дуниты и пироксениты. Диориты развиты незначительно. Щелочные интрузивные породы очень редки. Среди эффузивных образований основная масса принадлежит базальтам и затем андезитам, занимающим в сумме более 80% всей площади развития эффузивных пород. На втором месте стоят риолиты и совсем ничтожную роль играют щелочные эффузивы.

Приведенные данные имеют большое значение для установления характера магматической деятельности в различных геотектонических зонах и в различные геологические эпохи, а также помогают подойти к правильному решению проблемы образования магматических горных пород в целом.

Дунит (назван по имени горы Дун (Dun) в Новой Зеландии) (рис. 65, 66).

Кислотность. SiO₂ <45 % - ультраосновная порода.

Химический состав. Почти мономинеральная оливиновая порода. В виде второстепенных примесей встречается хромит или магнетит, иногда платина. Случайные минералы – гранат, корунд. Почти всегда присутствует серпентин.

Цвет. Чёрный, тёмно- или светло-зелёный.

Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристаллическая, среднезернистая.

Текстура. Массивная.

Удельный вес. 3,1-3,25

Форма залегания. Штоки.

Отдельность. Пластовая, параллелепипедальная.

Генезис. Интрузивная порода.

Месторождения. Урал, Кавказ, Англия, Южная Африка и др.

Практическое значение. Иногда содержат хромит и платину в промышленных масштабах.

Разновидности. Хромитовые дуниты – богатые хромитом дуниты. Сидеронитовый дунит - дунит с магнетитом.

Диагностика. Тёмно-зелёная окраска, связанная с большим количеством оливина.

Перидотит (от франц. péridot - перидот, или оливин) (рис. 67).

Кислотность. SiO₂ <45 % - ультраосновная порода.

Химический состав. Состоит главным образом из оливина (70-30%) и пироксенов (30-70%), иногда с роговой обманкой. В виде второстепенных минералов встречаются: магнетит, ильменит, пирротин, хромит, шпинель, гранат и др.; иногда перидотиты содержат платину и некоторые никелевые минералы.

Цвет. Порода тёмной окраски, чаще всего зелёного или зеленовато-серого цвета.

Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристаллическая.

Текстура. Массивная, часто афанитовая (плотная).

Удельный вес. 3,2

Форма залегания. Штоки.

Отдельность. Пластовая, параллелепидальная.

Генезис. Интрузивная порода.

Месторождения. Северная Шотландия и др.

Практическое значение. Перидотит в ассоциации с другими ультраосновными и основными горными породами образуют пояса и зоны значительной протяжённости, к которым приурочены месторождения хромита, платиновых и силикатных никелевых руд, хризотил-асбеста, талька и др. полезных ископаемых.

Разновидности. Перидотит с ромбическим пироксеном называется гарцбургитом (саксонитом), с моноклинным – верлитом; с моноклинным и ромбическим одновременно – вебстеритом (лерцолитом).

Диагностика. Темно-зеленая окраска.

Пироксенит (от франц. péridot - перидот, или оливин) (рис. 68, 69). Кислотность. SiO2 <45 % - ультраосновная порода. Химический состав. Пироксен, роговая обманка, из акцессорных минералов присутствует оливин, биотит, магнетит, ильменит, иногда хромит. Цвет. Тёмные, зеленовато-серые, иногда с буроватым оттенком, черные. Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристаллическая, средне- и крупнозернистая. Текстура. Массивная, часто афанитовая (плотная), иногда порфировидная. Удельный вес. 3,1-3,25 Форма залегания. Небольшие массивы. Отдельность. Пластовая, параллелепипедальная. Генезис. Интрузивная порода. Месторождения. Шотландия. Практическое значение. К пироксенитам приурочены месторождения сульфидных руд, никеля. Разновидности. Косьвиты – пироксениты, состоящие из моноклинного пироксена со значительной примесью магнетита. Диагностика. По сравнению с перидотитами и дунитами более тёмно окрашены (почти чёрные), имеют более крупнокристаллическое строение.

Ультраоснов- ные

SiO₂<45%

Дунит,

перидотит,

пироксенит

Минеральный состав

(главные породообразующие минералы

Оливин, роговая обманка, пироксены

Полнокристаллическая структура (зернистая) – порода сложена исключительно кристаллами различных минералов и не содержит вулканического стекла.

По относительной величине кристаллов полнокристаллическая структура бывает равномернозернистой и неравномернозернистой (рис. 30, 31).

В случае равномернозернистой структуры кристаллы, входящие в состав породы, имеют примерно одинаковые размеры . В зависимости от размеров кристаллов она может быть крупнозернистой (размеры кристаллов более 5 мм), среднезернистой (5-3 мм) и мелкозернистой (менее 3 мм). Такая структура свойственна глубинным (абиссальным) породам.

Неравномернозернистая структура характеризуется неравномерным расположением минеральных масс в породе. Различают порфировидную и пегматитовую структуры.

Порфировидная характерна для пород, состоящих целиком из кристаллов двух различных размеров, когда крупные кристаллы располагаются среди основной массы кристаллов незначительных размеров

Текстура (лат. textura - ткань, строение, сплетение), определя­ется пространственным расположением минеральных зёрен, степенью сплошности породы.

Различают несколько типов текстур: массивная, полосчатая, пятнистая, пузыристая, флюидальная, миндалевидная и др.

Массивная (однородная) текстура характеризуется тем, что в любой части породы зёрна минералов распределены равномерно, без какой-либо ориентировки. Эта текстура указывает на то, что условия кристаллизации во всех участках горной породы были одинаковыми

Морфология - комплекс научных отраслей и их разделов, исследующий форму и строение

Габбро (итал. gabbro) (рис. 56 - 59).

Кислотность. SiO₂ 45-52 % - основная порода.

Химический состав. Плагиоклаз, моноклинный пироксен, а качестве акцессорных присутствуют апатит, ильменит, магнетит, иногда хромит.

Цвет. Чёрная, тёмно-зелёная, иногда пятнистая порода.

Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристаллическая, крупно- и среднезернистая.

Текстура. Массивная, иногда пятнистая, полосчатая.

Удельный вес. 2,9-3,1

Форма залегания. Крупные лакколиты, лополиты, дайки и штоки.

Отдельность. Пластовая, параллелепипедальная.

Генезис. Интрузивная порода.

Месторождения. Распространены в различных районах Великобритании, в Северной Америке (в горах Адирондак) и вдоль побережья п-ова Лабрадор (Канада), в ЮАР, Франции, Шотландии (Великобритания) и др.; крупные массивы габбро известны на Урале, Украине, Кольском полуострове, в Закавказье и др.

Практическое значение. Габбро иногда содержат скопления рудных минералов и в этих случаях могут использоваться как руды меди, никеля и титана. Часто применяются в качестве строительного и облицовочного камня высокой прочности, для наружной и внутренней облицовки, преимущественно в виде полированных плит и для приготовления щебня и дорожного камня.

Разновидности. Анортозиты – лишены темноцветных минералов, нориты – состоят из плагиоклаза и ромбических пироксенов, троктолиты - состоят из плагиоклаза и оливина. Если в габбро вместе с пироксеном присутствует оливин, порода носит название оливиновые габбро. Богатые плагиоклазом (85-90%) габбро выделяются под названием плагиоклазитов. Из них известны лабрадориты, плагиоклазы которых обладают часто красивой голубоватой или зеленоватой игрой цветов.

Диагностика. Более темная порода по сравнению с диоритом.

Лабрадорит (назван по месту первой находки – на п-ове Лабрадор в Северной Америке) (рис. 60 - 64).

Кислотность. SiO₂ 45-52 % - основная порода.

Химический состав. Состоит преимущественно из плагиоклаза — лабрадора с незначительной примесью (не более 5—7%) пироксенов и рудных минералов.

Цвет. Обычно серый, коричневатый или почти черный. Но встречаются и светлые разновидности.

Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристаллическая, крупнозернистая.

Текстура. Массивная.

Удельный вес. 2,7

Форма залегания. Лакколиты, лополиты, дайки, штоки.

Отдельность. Пластовая, параллелепипедальная.

Генезис. Интрузивная порода.

Месторождения. Один из наиболее распространенных минералов группы плагиоклазов, встречается в изверженных породах основного состава (анортозитах, габбро и др.). Распространен в горах Адирондак (США, шт. Нью-Йорк) и Уичито (США, шт. Оклахома). Крупные массивы лабрадорита имеются в Канаде (п-ов Лабрадор), Финляндии, на Украине.

Практическое значение. Применяется как высококачественный облицовочный камень в основном в монументальной архитектуре, хотя некоторые образцы с яркой голубой и зеленой иризацией используются как декоративно-поделочные камни. Им облицованы многие станции Московского метрополитена и здания города (часть цоколя гостиницы "Москва", отделка Мавзолея и аллеи городов-героев в Александровском саду и др.). Чаще всего это лабрадориты Головинского и Турчинского месторождений Украины.

Разновидности. Является разновидностью габбро.

Диагностика. Синий отлив на гранях слагающих кристаллов.

Базальт (лат. basaltes, basanites, от греч. basanos - пробный камень; по другой версии, - от эфиоп. basal - железосодержащий камень) (рис. 79 - 82).

Кислотность. SiO₂ 45-52 % - основная порода.

Химический состав. Представляет собой смесь плагиоклаза (лабрадор, битовнит), пироксена и железисто-магнезиальных минералов (главным образом авгита). Иногда присутствует оливин в значительном количестве. Базальты часто пористые; поры заполнены халцедоном, агатом, хлоритом, кальцитом и особенно цеолитами.

Цвет. Чёрный, тёмно-серый.

Структура. Порфировая или афировая.

Текстура. Флюидальная, пузыристая, пористая, миндалекаменная.

Удельный вес. 2,7-2,8

Форма залегания. Покровы, потоки, некки, дайки, силлы, купола, траппы и др.

Отдельность. Пластовая, столбчатая, шаровая, призматическая.

Генезис. Эффузивная, кайнотипная порода.

Месторождения. Западная Шотландия, Исландия, Ирландия, Гренландия, Камчатка, Курилы, Сицилия и др.

Практическое значение. С базальтами связан исландский шпат³[1] – ценное оптическое сырьё, месторождения меди, никеля, платины. Высокая прочность базальта позволяет использовать его как строительный и облицовочный материал; в качестве сырья для каменного (базальтового) литья, в виде щебня – как железнодорожный балласт, в виде щебня и брусчатки – в дорожном строительстве. Базальтовые столбы находят применение в портовых сооружениях.

Разновидности. Долериты (греч. «долерос» - обманчивый) – базальты с долеритовой (полнокристаллической) структурой. Гиалобазальты – разновидности базальтов с большим количеством вулканического стекла в основной массе. По минеральному и химическому составу среди базальтов различают оливиновые - обогащены вкрапленниками оливина (до 40% массы пород) и недонасыщенные кремнекислотой и толеитовые (греч. «толос» - ил, грязь) базальты, отличающиеся повышенным содержанием кремнекислоты. Характерной особенностью толеитовых базальтов является наличие кварца и часто щелочного полевого шпата; во вкрапленниках содержат оливины.

Диагностика. Цвет, вещественный состав вкрапленников, шероховатый излом, иногда видны поры.

Диабаз (франц. diabase) (рис. 90 - 93).

Кислотность. SiO₂ 45-52 % - основная порода.

Химический состав. Плагиоклаз (чаще всего лабрадор), пироксен, оливин. Акцессорные минералы – магнетит, ильменит, апатит, иногда биотит и роговые обманки. Иногда присутствует кварц

Цвет. Тёмно-зелёный, зеленовато-серый

Структура. Скрытокристаллическая, мелко- и среднезернистая

Текстура. Массивная, плотная.

Удельный вес. 2,7

Форма залегания. Жилы, дайки, покровы, силлы.

Отдельность. Столбчатая, шаровая.

Генезис. Эффузивная, палеотипная (изменённая).

Месторождения. Распространены очень широко. Кавказ, Армения, Карелия, Закавказье, Украина, Урали др.

Практическое значение. Строительный материал.

Разновидности. Спилиты – образуются в результате подводных морских излияний. Конгадиабаз (кварцевый диабаз) – диабаз с кварцем. Долериты - диабазы, в которых присутствуют продукты разрушения. Пикрит–базальты (океаниты) – оливиновые базальты и переходные к перидотитам породы. При наличии вкрапленников диабазы называются диабазовыми порфиритами.

Диагностика. Цвет, структура.

Основные

SiO₂ 45-52%

Эффузивные

Базальт,

долерит

Диабаз

Интрузивные

Габбро,

лабрадорит

Минеральный состав

(главные породообразующие минералы)

Основные плагиоклазы

Пироксены, роговая обманка, оливин

Сиенит (от Syene - Сиена, греческое название древнеегипетского города Сун, ныне Асуан) (рис. 49, 50).

Кислотность. SiO₂ 52-65 % - средняя порода.

Химический состав. Калиевый полевой шпат, плагиоклаз, с примесью цветных минералов: роговой обманки, биотита, пироксена, изредка оливина. В отличие от гранита практически не содержит кварца (менее 5%). В зависимости от содержания цветных минералов сиениты называют роговообманковыми, слюдяными, кварцевыми и др. В химическом отношении сиениты характеризуются содержанием кремнезёма от 55 до 65%, а по содержанию щелочей разделяются на нормальные и щелочные. В нормальных сиенитах плагиоклазы представлены олигоклазом и андезином; в щелочных - присутствуют калиевые полевые шпаты, реже - альбит.

Цвет. Светлоокрашенные породы, сероватые и розоватые, в зависимости от цвета калиевого полевого шпата и содержания темноцветных минералов.

Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристаллическая, иногда порфировидная, мелко- и среднезернистая.

Текстура. Массивная.

Удельный вес. 2,6

Форма залегания. Дайки, штоки.

Отдельность. Пластовая или параллелепипедальная.

Генезис. Интрузивная (плутоническая) порода.

Месторождения. Украина (Волынская область), Урал, Казахстан, Кавказ, Средняя Азия, США, Канада, Германия, Норвегия и др.

Практическое значение. Строительный материал.

Разновидности. При содержании кварца более 5% порода называется кварцевым сиенитом. Сиениты, содержащие щелочные пироксены и амфиболы, выделяются как щелочные сиениты, а фельдшпатоиды - как фельдшпатоидные сиениты.

Диагностика. В отличие от гранита «не блестит», так как практически не содержит кварца.

Диорит (франц. diorite, греч. diorízo - разграничиваю, различаю) (рис. 51-55).

Кислотность. SiO₂ 52-65 % - средняя порода.

Химический состав. Плагиоклаз (андезин или олигоклаз), роговая обманка, реже авгит и биотит, иногда присутствует кварц. Второстепенные минералы представлены титанитом, апатитом и магнетитом

Цвет. Обычно тёмно-зеленый или  коричнево-зеленый.

Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристаллическая, среднезернистая.

Текстура. Массивная.

Удельный вес. 2,7-2,9

Форма залегания. Штоки, жилы, лакколиты и др. интрузивные массивы.

Отдельность. Пластовая, параллелепипедальная.

Генезис. Интрузивная порода.

Месторождения. Северная Америка (Кордильеры). Распространен в Великобритании, Центральной Азии (Казахстан), России (Урал) и других районах мира.

Практическое значение. Служит строительным материалом, используется для облицовки зданий, изготовления ваз, столешниц, постаментов и т.д. В Древнем Египте и древней Месопотамии использовался и как скульптурный материал (см. рис. 53). В связи с диоритами часто развиваются золотоносные кварцевые жилы.

Разновидности. Различают разновидности: кварцевые, бескварцевые, роговообманковые, авгитовые и биотитовые.

Диагностика. Окраска диорита боле светлая, чем у габбро, иногда имеют совершенно лейкократовый облик.

Трахит (греч. trachys шероховатый, неровный) (рис. 74, 75).

Кислотность. SiO₂ 52-65 % - средняя порода.

Химический состав. Главным компонентом является калиевый полевой шпат, преобладающий над кислым плагиоклазом; из темноцветных минералов присутствуют в небольшом количестве биотит, а также амфибол и пироксен. Вкрапленники представлены стекловидным санидином, менее кислым плагиоклазом, из темноцветных — биотитом и амфиболом.

Цвет. Серовато-белый, серый, розоватый, желтоватый или коричневатый.

Структура. Порфировая, скрытокристаллическая.

Текстура. Полосчатая, пористая, флюидальная

Удельный вес. 2,5

Форма залегания. Потоки, купола, щитовидные вулканы, небольшие гипабиссальные интрузии и дайки.

Отдельность. Столбчатая.

Генезис. Эффузивный аналог сиенита. Неизменённая (кайнотипная) порода.

Месторождения. Белоруссия, Чехия, Франция, Северная Италия, Армения, Кавказ и др.

Практическое значение. Красиво окрашенный трахит является декоративным и поделочным камнем.

Разновидности. Породы, переходные между липаритами и трахитами называются трахилипаритами. Среди горных пород трахитового состава встречаютс также вулканические стёкла, обсидианы и пехштейны.

Диагностика. Макроскопически очень похожи на липариты, но отличаются от них по отсутствию порфировых выделений кварца. Имеют шероховатый излом.

Андезит (от названия горной системы Анды Andes в Южной Америке) (рис. 76 - 78).

Кислотность. SiO₂ 52-65 % - средняя порода.

Химический состав. Плагиоклаз, вкрапленники полевых шпатов, роговой обманки, биотита

Цвет. Тёмно-серый или почти чёрный.

Структура. Неполнокристаллическая (порфировая), мелкозернистая.

Текстура. Плотная или пористая, флюидальная.

Удельный вес. 2,5

Форма залегания. Потоки, купола.

Отдельность. Столбчатая.

Генезис. Эффузивный аналог диорита. Кайнотипная (неизменённая) порода.

Месторождения. Кавказ (Армения), Камчатка, Курильские острова, Украина, Грузия, Камчатка, Кавказ, Средняя Азия, Приморье и др.

Практическое значение. Строительный и кислотоупорный материал.

Разновидности. По составу темноцветных минералов во вкрапленниках различают авгитовые, гиперстеновые, роговообманковые и биотитовые андезиты.

Диагностика. В свежем изломе андезиты менее шероховаты, чем трахиты и обладают занозистой поверхностью.

Полевошпатовый порфир (порфир - от греч. porphýreos — пурпурный, называется по цвету одной из разновидностей порфира) (рис. 86).

Кислотность. SiO₂ 52-65 % - средняя порода.

Химический состав. Полевой шпат; стекло не содержится, или содержится в ничтожном количестве; биотит, амфибол, пироксен, каолинит, серицит и др.

Цвет. Тёмный, буроватый, светло-серый.

Структура. Порфировая.

Текстура. Массивная.

Удельный вес. 2,5 – 2,6

Форма залегания. Купола, потоки.

Отдельность. Столбчатая.

Генезис. Эффузивная, палеотипная (изменённая).

Месторождения. Сибирь, Восточная Фергана, Алдан, Кавказ, Урал, Казахстан, Алтай и др.

Практическое значение. Строительный материал.

Разновидности. Ортофиры - матовые, желтоватые или красноватые; вкрапленники состоят из мутного ортоклаза; тёмные минералы в значительной степени разрушены.

Диагностика. В отличие от трахитов значительно выветрены.

Порфирит (порфир - от греч. porphýreos — пурпурный, называется по цвету одной из разновидностей порфира) (рис. 87 – 89).

Кислотность. SiO₂ 52-65 % - средняя порода.

Химический состав. Плагиоклаз, вкрапленники полевого шпата; биотит, роговая обманка, пироксен; изредка встречаются вкрапленники оливина.

Цвет. В зависимости от степени изменения основной массы бывают серовато-зелёного и темноокрашенные порфириты, обычно тёмно-бурого цвета.

Структура. Порфировая.

Текстура. Массивная.

Удельный вес. 2,5 – 2,6

Форма залегания. Купола, потоки.

Отдельность. Столбчатая, плитчатая.

Генезис. Эффузивная, палеотипная (изменённая).

Месторождения. Сибирь, Восточная Фергана, Алдан, Кавказ, Урал, Казахстан, Алтай и др.

Практическое значение. Строительный материал.

Разновидности. Ортофиры - матовые, желтоватые или красноватые; вкрапленники состоят из мутного ортоклаза; тёмные минералы в значительной степени разрушены.

Диагностика. В отличие от трахитов значительно выветрены.

Средние

SiO2 52- 65%

Эффузивные

Трахит	Андезит
Полевошпатовый порфир		Порфирит

Интрузивные

Сиенит

Диорит

Минеральный состав

(главные породообразующие минералы

Средние плагиоклазы

Роговая обманка, биотит, пироксены (авгит)

Гранит (лат. granum – зерно) (рис. 45 - 48).

Кислотность. SiO₂ 65-75 % - кислая порода.

Химический состав. Кварц, калиевые полевые шпаты, кислые плагиоклазы, примеси слюды, реже роговой обманки, авгита. Иногда встречается эпидот, турмалин и гранаты.

Цвет. Розовый, красноватый, светло-серый, желтоватый и др.

Структура. Полнокристаллическая, равномерно кристаллическая, средне- и крупнозернистая.

Текстура. Массивная

Удельный вес. 2,7

Форма залегания. Залегают чаще всего в форме батолитов, штоков, реже образуют, дайки, лакколиты и жилы.

Отдельность. Характерна пластовая матрацевидная, столбчатая и параллелепипедная отдельности.

Генезис. Интрузивная (плутоническая) порода.

Месторождения. Карелия, Украина, Кавказ, Урал, Средняя Азия, Сибирь, Финляндия и др.

Практическое значение. Используется для внешней облицовки зданий и сооружений, а также для скульптурных работ. С гранитными телами связаны месторождения различных ценных металлов (олова, вольфрама, молибдена, свинца, цинка и др.).

Разновидности. Рапакиви (фин. – гнилой камень) – крупнозернистые биотитороговообманковые граниты с крупными кристаллами ортоклаза. Гранит–порфир – когда на фоне основной мелкозернистой массы гранита выделяются отдельные крупные кристаллы полевых шпатов. Чарнокит – гиперстеновый гранит, часто встречается среди гранитов докембрийского возраста. Аляскиты – характерно высокое содержание калиевых полевых шпатов, превышающее содержание плагиоклаза; практически отсутствуют темноцветные минералы, а если и встречается биотит, содержание его всегда ниже 5%; кварц составляет 35-40% объёма породы. Гранодиориты – отличаются от гранитов тем, что плагиоклаз представлен не олигоклазом, а андезином, который всегда преобладает над калиевым полевым шпатом; кварц составляет порядка 20%; из темноцветных минералов наряду с биотитом присутствует роговая обманка. Тоналиты – отличаются от гранодиоритов тем, что калиевый полевой шпат в них либо отсутствует, либо является второстепенным минералом. В их составе присутствует андезин, роговая обманка, реже биотит и кварц, составляющий 25-30% объёма пород. Плагиограниты – в отличие от гранита практически не содержат калиевые полевые шпаты; в их состав входит кислый плагиоклаз, кварц, роговая обманка.

Диагностика. В отличие от схожего сиенита содержит кварц.

Липарит (итал. Lipari - Липарские острова, где он впервые был обнаружен) (рис. 70).

Кислотность. SiO₂ 65-75 % - кислая порода.

Химический состав. Вулканическое стекло, полевые шпаты. Кварц встречается и реже и практически незаметен. Из темноцветных минералов встречаются блестящие листочки биотита, реже удлинённые или игольчатые кристаллы роговой обманки. Тонкозернистый аналог гранита.

Цвет. Светлые, почти белые.

Структура. Порфировая или стекловатая.

Текстура. Стекловатая или порфировая.

Удельный вес. 2,3 – 2,4

Форма залегания. Встречается в виде лавовых потоков, вулканических куполов, пепловых накоплений.

Отдельность.

Генезис. Эффузивный аналог гранита. Кайнотипные (неизменённые).

Месторождения. Распространены во всех вулканических областях мира.

Практическое значение. Используется для покрытия дорог и для строительных целей.

Разновидности. Риолиты (греч. rhýax - поток, лава и líthos – камень), кайнотипная эффузивная горная порода, богатая кремнезёмом (68-77%); обладает порфировой структурой, содержит вкрапленники кварца, калиевого полевого шпата, плагиоклаза, реже биотита или пироксена, погруженные в стекловатую основную массу обычно флюидальной текстуры (рис. 71). Обсидиан – стекловатая (почти без вкрапленников) разность липарита (рис. 72). Они часто темного, бурого, коричневого и черного цвета. Перлиты – скорлуповатые разности обсидианов.  Пемзы – светлые, очень пористые, легкие кислые излившиеся породы (рис. 73). Пемзы – продукт подводных излияний. Пехштейны – чёрные, красные, бурые, зеленоватые, иногда желтоватые, реже белые вулканические стёкла со смоляным блеском.

Диагностика. Неровный, шероховатый излом.

Кварцевый порфир (порфир - от греч. porphýreos — пурпурный, называется по цвету одной из разновидностей порфира) (рис. 83 - 85).

Кислотность. SiO₂ 65-75 % - кислая порода.

Химический состав. Полевошпатово-кварцевая основная масса, частично замещённая вторичными минералами, и порфировыми включениями (в основном кварца, ортоклаза, часто с примесями плагиоклаза, биотита, роговой обманки, авгита).

Цвет. Розово- или красно-серый до тёмно-серого, иногда с зеленоватым оттенком.

Структура. Порфировая.

Текстура. Массивная или флюидальная.

Удельный вес. 2,3 – 2,4

Форма залегания. Потоки, покровы, купола, реже дайки и лакколиты, жилы и небольшие штоки. Иногда выполняют кальдеры или образуют лавовые озёра.

Отдельность. Столбчатая.

Генезис. Эффузивная, палеотипная (изменённая).

Месторождения. Чехословакия, Новая Зеландия, Северная Америка, Япония, Казахстан, Средняя Азия, Алтай и др.

Практическое значение. Строительный материал. Туфы, обсидианы и пемзы липаритового состава употребляются как гидравлические добавки к цементу.

Разновидности. Фельзиты – без вкрапленников, с афировой структурой. Кварцевые альбитофиры – породы, содержащие исключительно альбит. Встречаются туфы, обсидианы и пемзы липаритового состава.

Диагностика. В отличие от липаритов значительно выветрены, они более плотные, обладают матовым изломом.

Пегматит (еврейский камень, письменный гранит) (греч. pégmatos - скрепление, связь) (рис.94 - 98).

Кислотность. SiO₂ >75 % - ультракислая порода.

Химический состав. Полевые шпаты, чаще всего калиевые, кварц, слюда. Характерно присутствие берилла, турмалина

Цвет. Розовый, красноватый, светло-серый, желтоватый и др.

Структура. Полнокристаллическая, крупнозернистая. В пегматитах часто развиваются своеобразные структуры закономерного прорастания полевого шпата правильно ориентированными зернами кварца - пегматитовая (графическая) структура.

Текстура. Массивная.

Удельный вес. 2,5–2,7.

Форма залегания. Жилы, штоки, линзы. Размеры пегматитовых жил сильно варьируют и могут достигать нескольких километров в длину при нескольких метрах по мощности.

Отдельность. Пластовая.

Генезис. Гипабиссальные, преимущественно жильные породы.

Месторождения. Бразилия (Минас-Жерайс), Норвегия (Гитерё близ Арендаля, Крагерё в Телемарке), Швеция (Иттерби). Карелия и др.

Практическое значение. Пегматиты являются основным источником полевых шпатов для керамической и стекольной промышленности, слюды и пьезокварца - для электротехнической промышленности, а также драгоценных камней. В них содержатся редкометальные и редкоземельные минералы (сподумен, берилл, колумбит, танталит, лепидолит, касситерит, поллуцита, ураноториевых и др.).

Разновидности. Гранит–пегматиты – связаны с гранитной магмой.

Диагностика. Цвет, структура.

Кислые

SiO₂ 65-75%

Эффузивные

Липарит Кварцевый порфир

Интрузивные

Гранит

Минеральный состав

(главные породообразующие минералы)

Кварц

Калиевый полевой шпат, кислый плагиоклаз

Биотит, роговая обманка

???

Эвтектика

(от греч. éutektos - легко плавящийся), жидкая система (раствор или расплав), находящаяся при данном давлении в равновесии с твёрдыми фазами, число которых равно числу компонентов системы. Кристаллизация такой системы, согласно фаз правилу, происходит при постоянной температуре, как и кристаллизация чистых веществ. При этом образуется механическая смесь твёрдых фаз того же состава (твёрдая Э.). Для данной системы температура плавления твёрдой Э. ниже температуры плавления смеси любого другого состава.

резкое преобладание соединений переменного состава, представляющих однородные смешанные кристаллы (твёрдые растворы) - изоморфные ряды

???

По составу - это силикатный расплав + атомы растворенных металлов и растворенные газы

Кристаллизационная дифференциация - обусловлена различием в температуре кристаллизации породообразующих минералов. Это явление обосновано английским ученым Н. Боуэном, который сгруппировал породообразующие минералы в две серии. В первой (прерывной) помещены темноцветные минералы оливин, пироксены (ромбический и моноклинный), роговая обманка и биотит; а во второй (непрерывной) сери и- полевые шпаты: плагиоклазы (от основных к кислым) и калиевый полевой шпат. В каждой серии последовательность кристаллизации минералов связана с понижением температуры магматического расплава, которая убывает от оливина к биотиту. Из схемы реакционной серии Боуэна видно как последовательная совместная кристаллизация влияет на разделение магматических пород по химическому и минеральному составу, а также позволяет судить об основных минеральных ассоциациях породообразующих минералов.

??????

Магма - это вещество Земли в расплавленном жидком состоянии. Она образуется в Земной коре и верхней мантии в интервалах глубин 30-400 км.

По составу - это силикатный расплав + атомы растворенных металлов и растворенные газы.

Из магматического очага магма движется к поверхности Земли. При этом ее внутреннее давление и температура понижаются, начинается процесс кристаллизации и переход из жидкого в твердое состояние. Образуются магматические горные породы. Это общая схема магматического процесса.

Разделение магмы на составные части по химическому составу или дифференциация магмы происходит различными путями.

I. Считается возможным разделение магмы разного состава - у льтраосновной, основной и кислой.

II. Кристаллизационная дифференциация - обусловлена различием в температуре кристаллизации породообразующих минералов. Это явление обосновано английским ученым Н. Боуэном, который сгруппировал породообразующие минералы в две серии. В первой (прерывной) помещены темноцветные минералы оливин, пироксены (ромбический и моноклинный), роговая обманка и биотит; а во второй (непрерывной) сери и- полевые шпаты: плагиоклазы (от основных к кислым) и калиевый полевой шпат. В каждой серии последовательность кристаллизации минералов связана с понижением температуры магматического расплава, которая убывает от оливина к биотиту. Из схемы реакционной серии Боуэна (плакат) видно как последовательная совместная кристаллизация влияет на разделение магматических пород по химическому и минеральному составу, а также позволяет судить об основных минеральных ассоциациях породообразующих минералов.

III. Дифференциация расплава по плотности называется ликвация . Этот процесс приводит к расслоению единого расплава на части отличающиеся по плотности: в нижней части как более плотные (или тяжелые) формируются породы ультраосновного и основного состава. Часто они сопровождаются ликвацией сульфидно-оксидной массы от силикатной. Так образуются ликвационные месторождения Cu-Ni руд. Выше этой части формируются породы среднего состава, а в верхней части - кислого. Яркий пример такого формирования - Бушвельдский интрузивный массив в ЮАР.

IV. При движении магмы от магматического очага к месту кристаллизации часто происходит захват и переплавление магмой встречаемых ею пород. Это явление называется ассимиляцией , и оно тоже может стать причиной дифференциации магмы.

При снижении температуры и кристаллизации магмы от нее отделяются растворенные в расплаве минерализованные газы (флюиды) и растворы, которые определяют постмагматические процессы, среди которых кратко рассмотрим:

1. Пегматитовый - отделение остаточного расплава и газов-минерализаторов. Их кристаллизация происходит после остывания и кристаллизации основной части магмы на периферии интрузивного тела или даже за его пределами. В результате образуется своеобразная горная порода, в которой породообразующие минералы достигают больших размеров, часто образуют хорошо ограненные кристаллы и друзы кристаллов.

2. Пневматолитовый процесс-воздействие отделившихся от магмы газов (пневма) на окружающие породы. В результате этого воздействия происходит образование новых минералов, в том числе рудных. Так образуются месторождения вольфрамита и касситерита в породах при воздействии на них термальных газов гранитной интрузии.

3. Гидротермальный процесс- отделение минерализованных газов и растворов от остывающего интрузивного тела и перемещение их по трещинам в окружающие породы. При этом происходит снижение давления и температуры гидротермальных растворов и отложение из них минералов по трещинам с образованием жил. Гидротермальные жилы могут формироваться на разном удалении от интрузивного тела, как вблизи контакта, так и на несколько км от него. Минеральный состав жил очень разнообразен и при достаточной концентрации в них полезных компонентов они рассматриваются как месторождения полезных ископаемых на золото, серебро, ртуть, олово и др.

П. магматических горных пород исследует кристаллические горные породы, образовавшиеся в основном в результате застывания и кристаллизации магмы. Процессы расщепления (дифференциации) магмы в ходе её застывания в земной коре и растворения в магме вмещающих пород (ассимиляции, контаминации) вели к возникновению различных по составу типов изверженных горных пород и связанных с ними полезных ископаемых. Исследование магматических пород проводится с целью определения их вещественного состава, выяснения физико-химических условий застывания магмы, их взаимоотношения с окружающими породами и пр.

Ассимиляция

в петрографии, процесс взаимодействия магмы с вмещающими породами. В результате А. магма полностью или частично растворяет вещество вмещающих пород и изменяет свой состав. Согласно ассимиляционной гипотезе, вплавление больших посторонних масс в жидкую магму обусловливает разнообразие магматических пород, а также состав послемагматических рудоносных растворов. А. может быть причиной, вызывающей дальнейшую дифференциацию магмы. Благоприятными условиями для А. являются контрастный состав магмы и вмещающих пород, перегрев магмы и обилие в ней летучих компонентов. Широкое развитие А. с образованием габбро и диоритов известно в краевых частях гранитных интрузивов, залегающих в толщах известняков и основных эффузивных пород.

Контаминация

(от лат. contaminatio - загрязнение в результате соприкосновения, смешение), процесс переработки магмой горных пород осадочного, метаморфического и магматического происхождения. В результате взаимодействия магмы с вмещающими породами происходит частичное растворение последних и образование гибридных пород, имеющих иной петрографический состав по сравнению с исходной магмой. Первоначально термин "К." был введён английским учёным Г. Ридом (1923), который рассматривал К. как процесс загрязнения магмы осадочными и метаморфическими породами. К. наиболее ярко проявляется при взаимодействии магмы с породами контрастного по отношению к ней состава (например, гранитной магмы с известняками или ультраосновными породами). К. происходит на различных глубинах земной коры. В отличие от процесса ассимиляции, включения постороннего материала при К. сохраняют реликты структуры первичных пород; иногда сохраняются также границы включений, позволяющие судить о их первичной форме.

????????

Большое внимание в П. привлекает проблема магматических формаций, в которые объединяются группы генетически и структурно связанных между собой магматических горных пород, образующих устойчивые ассоциации (Г. Д. Афанасьев, Ю. А. Кузнецов), показано существование вулкано-плутонических формаций (советский петрограф Е. К. Устиев).

Магматические Ф. - сообщества магматических горных пород, возникающие в определённой геологической обстановке и отвечающие отдельным этапам развития того или иного участка земной коры.

??????

??????

1

2

3